O.R.S.T.O.M. CENTRE DE NOUMÉA

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LES PROPRIETES PHYSI QUES DES SEDIMENTS NON CONSOLIDES

-:-:-:-:-~-:-

Etude Bib1iograpbi~

wUL.LL.L

oFévrier 1971 Fa DUGAS

LES PROPRIErES PHYSIQUES DES SEDUŒNTS NON CONSOLIDES

. . . . . .-.-.-.-.-.-.-

Etude Bibliographique

Par

F. DUGAS

Février 197~

-1-

LES PROPRIEl'ES PHYSIQUES DES SEDIMENTS NON CONSOLIDES

-:-:-:-:-:-:-:-:-

Dans le cadre des. études de géologie marine, cette mise au

point bibliographique permet de conna1tre les relations" entre eux

des paramètres physiques des sédiments et de préciser les limites des

renseignements qu'ils peuvent apporter.

SOMMAIRE

\

1) Introduction .

II) Les méthodes de carottages•••••••••••••••

II. A. Principales perturbaticns•••••••••

II. B. Améliorations••••• ~ ••••• ; •••••••••

II. C. Conclusion•.•••••••••.••••••••••••

II. D. Bibliographie••••••••••••••••••• "'.

p. 2.

p. 2.

p. 2.

p. 3.

p. ··7! .

p. 7 ~

III) Les propriétés physiques................. p. 8.

III. A. La nature du sédiment•••.•••••••,

9.p~

III. B. La réeistiyité."~ • . e .••••••••••••• ,'p. 11.

. III. C. La masse spécifique••••••••••••• p. 16.

III. D. La porosité, l'indice des vides. p. 16.

III. E. Corrélatians.......• .".....••..•• p. 18.

III. F. La perméabilit' •••••••••••••••• ~. p. 18.

III. G. Les indices de plasticité••••••• p. 19.

III. H. La cohésion•.•.••••••••••••••••• p. 19.

III. 1. La Consolidation••••••••••••• ; •• p. 22.

III. J. La compaction•••.•••••••••••• •.•• p. 24.

III. K. Conclusion.........•.••.. ~ •...... p. 24.

III. L. Bibliographie••••••••••••••••••• p. 25.

lt

..

e"

2-

LES PROPRIErES PHYSIQUES DES SEDIMENTS NON CONSOLIDES.

l. - INTRODUCTION

Les propriétés physiques des sédiments non consolidés sont, sur

terre, déjà bien étudiées, soit pour les fondations, soit comme matériau.

De nombreuses publications montrent,e actuellement, tout l'intérêt

d'une recherche de paramètres physiques facilement mesurables liés à la vi-' e

tesse de transmission du son, et à son enregistrement pour en déduire là na-

eture du sédiment en particulier du sédiment marin. Les phénomènes, de consoli­

dation qui se passent dans des couches plus profondes, en nature, expliquent

les variations importantes de vitesse. En sismique réflexion marine on diffé­

rencie très souvent : une couche non conSOlidée, une couche semi-consolidée

et une zone consolidée.

L'étude de la cohésion et de la consolidà.tion peut met:tre en éviden":'e"

ce non seulement des variations de conditions de milieu local mais encore des

transformations chimiques.

Les mesures de l'état physiques du sédiment ne peuvent être faites

que sur des échantillons, non perturbés dans leur structure et leur texture.

M~me si les mesures sont fai tes sur un échantillon hors de son environnement,

les expériences à terre ont prouvé que l'approximation est suffisante si l'on

tient compte des conditions in situ.

II. - LES MErHODES DE CAROTTAGES

Les carottages permettent de prélever un sédiment ~r une épaisseur

de 10 mètres sans mélanger les strates. En fait suivant l'apparei~ utilisé et

les sédiments, il y a des risques variables de perturbations. Pour les réduire

certaines améliorations ont été proposées.

II • .A - Principales perturbations (Emery and Dietz 1941, Rorslev 1949,

Richards 1961, Rosfelder and Marshall 1967, Bouma and Boerma 1968).

II. A. l - Le tassement n'est important qu'à partir d'une certaine lon~

gueur avec les carottiers à gravité principalement, ou lors

de la remontée et des manipulations des carottes•

..1. ·

- :3 -

II. A. 2 - Effets de pistonnage :

a) tronçonnement, souvent en deux de la carotte- dans une zone

de moindre cohésion. On peut vérifier si le cisaillement

y est faible.

b) déformations en arc de cercle des strates de la carotte sur

les parois.

c) aspirations ou succions latérales d'un riiveau moins cohérent

II. A. 3. - Adhésion de l'échantillon au fond ou décroissance de la pres­

sion hydrostatique le long de la carotte.

II. A.. 4. - Déformations des bords de la carotte ~r la pénétration d'un

tube de carottier épais ou d'un nez de diamètre égal à celui

de la chemise.

______________II. A.-5.--~Déformations-texturaleso·par-suite~dê-la-différe:ric€l-de-compresio:

sibilité entre l'eau interstitielle et les particules sédimen~

taires.

II. A. 6. - Secousses lors de la remontée et des manutentions produisant

des fuites de sédiment et des déformations.

II. A. 7. - Conditions et temps de stockage produisant des altérations.

II. B. - Améliorations

II. B. 1. - Le tassement est réduit depuis longtemps pour les longues

carottes, par l'utilisation d'un carottier à piston (Kullenberg 1947).

II. B. 2. - DEl nombreux ~uteurs ont modifié le déclenchement, et la chute

libre en libérant du tube, le contrepoids,. avec la possibilité d'y fixer un

carottier léger pour prélever les couches superficielles du fond, générale­

ment perturbées par manque de consolidation. La chute libre semble optimale

vers 3 mètres mais le contrepoids p3 ut SI enfoncer si la vase ~st trop molle

et retarder de quelques dizaine de centimètres le déclenchement. L'utilisa­

tion d'un lest spécial (PAUTOT, 1969) permet de réduire ce retard.

II. B. 3. Pour diminuer les déformation des bords de la carotte HORSLEll

(1949) a défini des coefficients de dimensions :

../., ..

TABLEA li SYNOPI'IQUE DES CARACTERIS-

.'

'"

,..

1.j

r' .~

)

IDEAL Carottier TPR.5 1 Carottier ' Carottier~

d'après • de de ALPlllE

HVORSLEV PRAT....'E UDlliTSEV KIEL Bl\NDY

çif Extérieur Dt 54,0 62,0 70,0 70,0tube acier 1

çif Intérieur Dstube acier 1

çif Extérieur Dttube plastique 2

.; Intérieur Ds 45,0 52,0 61,0 63,0\Uè,,) plastique 2

i Ext~rieur Dw 70,0 82 ,5 75,0 83,0. ogl.ve

•çif IntérieurDe 43,0 50,0 59,0 60,0<jgive

Ds - De4,0Ci = ------- % 0,75 - 1 4,6 3,3 5,0

De

nw - Dt .Co :z:::: ------- % <·3 29,6 33,0 7,1 18,5

Dt

nw2 - De2 ..

C = --------- % <10 165,0 172 ,2 61,5 91,)aDe

2

Section· S (cuF ) 14,52 19,64 27 ,34 28,27mini:n'l'le

Surface deK (cn?) 2),96 34,47 16,84 25,84

sédiment perturbé

Force F 20,86 18,50 29,69 19,)4d'enfoncement ( kg/crr?)

(p = 500 kg)

. '-1

TIQUES DES PRlNCIPAUX CARarI'IERS . (PAHTOT 1969)

-~

Carottier Carottier Carottier Carottier Carottier Carottier CarottierCATHERlliELAURENCE

U.S.H.O. RElNECK KOGLER LA SPEZIA NESTEROPP (PLUCHA) PA UTaI',.

88,9 114,0 154,0 137,0 73,0 73,0 108,0

127,5 62,0 62,0 100,8......

125,0 60,0 60,0 100,0

81,8 102 ,5 151 ,0 121,0 55,5 55,598,096,0

100,8 127 ,0 170,0 144,0 84 ,0 74,0 108,5

-80,5 101,0 ~ 150,0 120,0 55,5 55,0 97 ,0

95,0-

~ 1,01,6 1,4 0,6 0,8 0,9 0,9 1,0

.,

13,4 10,2 10,3 5 41 15,0 1,40,5

0,5,-

56,8 58,1 28,4 44,0 132,2 81,025,130,4

50,90 80,12 225,0 113,04 23,74 23,74 73,8670,83

28,60 46,58 64,0 49,74 31,65 19,24 18,5521,41

17,48 10,73 7,81 10,05· 15,79· 25,98 26,9523,35

.,.

'P.Pn, ct $ ., St p la 4 ( ; ... $40" cca

, ,

coefficient de frottement interne de la chemise

avec 0,75 < Ci <::: 1,5 %coefficient de frottement externe "

avec Co< 3 %coefficient de surface

avec Ca <10 ~

-,-

C. Ds - De x 1001. = De

C Dw - Dt x 1000= Dt

-2 -2

C Dw - De x 100a= -2

De

avec Ds diamètre interne de la chemise, De diamètre externe minimum du

nez du carottier,

Dw diamètre externe maximum du nez, Dt diamètre externe du tube du

du carottier carottier

Le sédiment qui peut augmenter de volume dans la chemise doit,

si le nez et le tube ne sont pas trop épais, pénétrer facilement. Les dé­

formations sont moindres si la pénétration est très rapide.

HORSLEV ajoute à ces coeffic.ients un facteur de récupérationL'

Hg = .....~ . avec Lg longueur efficace de la carotte et li la profondeur totale

de pénétration du carottier. Il est très important car il donne une première

valeur du tassement.

II. B. 4. Le pistonnage qui, à l'arrachement du carottier,' déforme la

partie supérieure de la çarotte ou provoque l'écrasement de la chemise, est

évité

- soit par un système à deux câbles (EIDJRY and BROUSSARD, 1964),

- soit par un piston à double corps cassant (KEœMABON et coll. 1966

PAUTOT, 1969),

- soit par le blocage du câble (NESTEROFF et coll. 1968).

- soit par un piston stationnaire (KERMABON et coll. 1969).

II. B. 5 - Les carottiers à section carrée pén~trent mieux dans le sédi­

ment et permettent d'étudier plus facilement les stratifications. Mais ils

sont moins hermétiques et moins intéressants pour les longueurs de prélève­

ment supérieures à 6 mètres (ROSFELDER et coll. 1967). Les sections rondes

sont donc ,es plus courantes. Le diamètre a été successivement élargi ainsi

que le montre le tableau précédent (PAUTOT 1969 p. 4 - 5).

II. B. 6 - Le système de retenue du sédiment n'est pas à négliger. De nom­

breux auteurs ont remplacé les pétales de chrysocal habituelles par des

../ ..

-7

cylindres tranchants. Ceci permet de conserver le maximum de carotte en

évitant les fuites mais n'exclue pas le tassement lors de la remontée.

II. C. - Conclusion - Les techniques plus spécialisées et moins courantes

ne sont pas abordées ici. Suivant les études physiques et chimiques à effec

tuer, il est indispensable de prendre plus ou moins de précautions. Pour

les faibles longueurs de carotte un carottier à gravité mais à section

très large donne des résultats intéressants et est employé par SEIBOLD

et KROGLER. Pour les grandes longueurs le carottier à piston "sans recul"

de KERMABON permet d 'obtenir des carottes non défonnées.

L. s mesures ,physiques sont généralement effectués 48 heures au

plus après leur prélèvement. De ,toutes façons il est indispensable de les

stocker à une température constante assez basse (42 .- 102 ) et à une hYgro­

métrie élevée.

II: D. - Bibliographie

BOUM! A.H. and BOERMA J. 1968 - Vertical disturbances in piston cores.

l-1arine Geology, pp. 321 - 241.'

BURNS R. 1963 - Note on some possible misinformation from cores obtained'

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EMERY K.O. and DINrZ R.S. 1941 - Gravity coring instrument and mechanics of

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EMERY G.R. and BROUSSARD D.E. 1954 - A modified Kul1enberg piston corer.

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HORSLEIl M.J. 1949 - Subsurface exploration and samp1ing of soils for civil

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KERMABON A. and CORTIS U. 1969 - A new "sphincterll corer with a recoilless

piston. Narine Geo1ogy, 7, nQ 2, pp 147 - 159.

../..

-8-

KERMABON A., GEMIN C. and BLAVIER P. 1969 - A deep-Sea electrical resis­

tivity probe for measuring porosity and density of unconsoli­

dated sediments. Geophysics, vol. 34, nQ 4, pp. 554 - 571.

KULLENBERG B. 1947 - The Piston Corer. Sv. Hydr. Biol. Komm. skifter,

3ème série. Hydr. Bd. I, 42 G8teborg.

RESTEROFF W.D. et LANCELOT Y. 1968 - Deux perfectionnements apportés au

carottier à piston. Cahiers Océan. nQ 8, pp. 675 - 682.

PAUTOT G. et FLUCHA M. 1969 - Prélèvements d'échantillons par carottages

et traitement. Cahiers Océan. XXI, 1, pp. 47 - 55.

RICHARDS A.F. 1961 - Investigation. of dee~sea sediment cores. 1 Shear

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Office Techn. Rep. 63 S, pp. 1 - 70

ROSFELDER A.M. and MARSII.ilLL N.F. 1967 - Obtaining large, undisturbed and

oriented samples in deep water. Marine Geotechn., Univ. of Illi~ •

nois Press Urbai:la AF. Richards ed. pp. 243 - 263.

III ~ - LES PROPRIEI'ES PRISIQUES

De nombreux paramètres physiques donnent aux sédiments leurs

propriétés : consolidation, transmission des ondes de pression. Leur me­

sure, courante à terre, s'est développée en mer. On a pu ainsi établir des

corrélations entre les principales caractéristiques (granulométrie, densi­

té, porosité, cohésion, célérité du son••• ).

On constate qu'un seul facteur n'est pas suffisant pour rendre

compte à lui seul de la structure interne, et qu'un sédiment perturbé

donne plusieurs valeurs, différentes de celles obtenues avec le même sédi­

ment non perturbé.

La consolidation est le résultat de la transformation du com­

plexe "sédiment-eau" qui s'est déposé au fond de la mer et passe par

trois états physiques : liquide, visqueux, solide en fonction d'un fac­

teur temps. Elle dépend d'une manière complexe des paramètres étudiés

ci-dessous et conditionnera certaines autres caractéristiques telles la

célérité des ondes de pression dans les sédiments qui ne sera pas abor­

dée ici.

..1..

- 9 -

Les paramètres étudiés seront : la nature du sédiment, la résis­

tivité, la masse spécifique, la porosité et.. leurs corrélations, la plasti­

cité, la cohésion, la consolidation et la compaction.

III. A. - La nature du sédiment

Un sédiment non consolidé, généralement marin peu ~tre considé­

ré comme constitué d'une phase solide, d'une phase liquide et d'une phase

colloïdale produite par les limites chimiques de ces deux phases.

III A. 1. - La granulométrie -

La distribution en taille des grains est connue par deux métho­

des de tamisage, pour la fraction grossière (supérieure à 0,06 - 0,05 ou

0,04 millimètre) et diverses méthodes le plus souvent en fonction de la

loi de Stockes, en supposant la densité: 2,65. Les modes sont parfois

liés à des facteurs techniques et il est important de préciser le stoCk

auquel ils se rapportent. LUDWICK et coll (1968), SUPRIYA (1968) ont mon­

tré que la représentation classique de l'histogramme est, dans une théorie

mathématique de la probabilité de passage dans des tamis, valable seule­

ment si les grains sont des sphèr~s idéales. Il est cependant manifeste

que les paramètres granulométriques ont leur importance. En effet, la po­

rosité, la densité sont liées à la taille des grains (GREFFARD, 1969 ­

MORGAN; 1969).

Ces derniers paramètres peuvent ~tre connus avec une précision

de 10 à 20 %, ce qui reste actuellement suffisant pour observer des corré­

lations. On constate également une relation entre la proportion de frac­

tion grossière et la porosité (GREFFARD 1969).

Les différences entre les méthodes de tamisage pour la fraction

grossière et, de sédimentation pour la fraction fine ont conduit de nom­

breux auteurs (MIGNIOT 1968) à donner des valeurs pour la fraction fine

en vitesse de chute et non en diamètre. En effet les particules argileuses

saturées d'eau et entourées d'un film d'eau dont l'épaisseur peut être

celle de la particule (MILLOT 1964, MIGNIOT 1968, GILLOT 1968) ont donc

une densité inférieure à celle supposée. Par ailleurs, ces particules

peuvent ~tre agglomérées et avoir, ainsi, une vitesse"de chute plus grande.

Toutefois ce phénomène n'est sensible que sur les particules inférieures

..1..

· - 10-

à 30 microns (MIGNIOT 1968). De plus la concentration en particules soli­

des d'une suspension fait cro1tre les vitesse de chute jusqu'à un seuii

critique de 15 grammes/litre et la fait diminuer au-delà. C'est pourquoi

RIVIERE (1967) conseille de prendre 7 à 10 grammes/litre. Il est à re­

marquer que, en nature, les concentrations en particules lors des dépôts

ne sont pas toujours connues. On ne peut négliger les teneurs en sels de

l'eau qui de 2 à 30 %importent peu (GILLOT 1968) excepté si la concentra­

tion en particules est ralentie,pour les fortes salinités. L'action d'a­

gents défloculants est très complexe mais elle est nécessaire si l'on veut

avoir un aspect des particules élémentaires tombant à plat.

Il semble préférable d'étudier séparément les fractions gros­

sières et fines qui ont dft subir des transports différents. Ensuite leur

distribution (taille et classement) peut mettre en évidence des stoCks de

nature et de forme différentes en tenant compte des modifications posté­

rieures dues aux organismes et à la matière organique. Quant à la limite

granulométrique des deux fractions MILLOT (1964) indique que la limite \

50 microns a été modifiée en 1938 par NIGGLI et portée à 64 microns en

fonction des tamis courants. Par ailleurs les mailles de 50 microns uti­

lisées internationalement en pédologie présentent des tensions par capil­

larité ; on ne peut appliquer simplement la loi de Stokes aux particules

supérieures à 80 microns.

La rigidité d'une vase n'étant pas modifiée par adjonction de

25 - 30 %de sable (MIGNIOT 1968) on peut limiter les vases à- cette pro­

portion.

III. A. 2. - Suivant la minéralogie des éléments de l'échantillon les

propriétés physiques sont différentes, même si la granulométrie est identi­

que. Ainsi les grains de quartz, de calcaire organique, de micas n'ont pas

la m~me porosité.

III. A. 3. - La forme des grains modifie leur comportement dynamique

et certains paramètres physiques. La porosité d'un échantillon micacé est

plus faible que celle d'un échantillon quartzeux de même granulométrie.

III. A. 4. - La teneur en eau interstitielle, mesurée en pourcentage

du poids sec est le plus important facteur de la masse spécifique,

de la porosité et de la plasticité. Elle-dépend elle - m.~e de

..1..

- Il -

l'énergie de rétention d'eau des différents éléments de l'échantillon.

III. A. 5. - Les teneurs ~n éléments chimiques (BOUTIN et coll. 1969)

n'ont pas une importance marquée sur la célérité du son dans' les sédimel'lts

ni sur les principaux paramètres physiques. Cependant la connaissance de

certaines teneurs est utile dans les· phénomènes de compaction avec dia­

genèse. On recherche donc principalement les proportions de Si02, Al203,

Fe203, CaO.

III. B. - La résistivité

III. B. 1. - La plupart des roches ont une conductibilité ionique ou

electrolytique et deviennent résistantes lorsqu'on les sèche. Certains

minerais, seulement, ont une conductibilité électronique ou métallique.

La résistivité des sédiments marins saturés d'eau dépend donc principa­

lement de la conductivité de leur eau interstitielle et de leur nature

minéralogique.

On mesure in situ, ou en laboratoire, sur une carotte, la résis-·

tivité d'un sédiment en ohms/mètre

R= k Llvl

avec V en volts, l en ampères; le coefficient k varie avec la distance

des électrodes et le rayon de la carotte. Il faut que la carotte soit

parfaitement ouverte sur un demi-cylindre ; aussi on ne donne souvent

que les valeuxs ,b,. Vl

Le coefficient k se détermine sur des carottes constituées d'un

corps de résistivité connue (chemise remplie d'eau de mer) d'eau douce)o

Ainsi k = 2,8 (eau de mer) à 5,8 (eau douce).

La température et la masse spécifique ont une grande influence

et des corrections sont nécessaires pour estimer les valeurs in situ. Ainsi

R varie de 17 ohms/centimètres (IOQ avec 35 %Q) à 26 ohms/centimètres

(25Qavec 39 %Q)~.

III. B. 2. - Principe : Dans un milieu homogène et isotrope, on en··

voie un courant par une source ponctuelle. Le courant qui s'écoule est:

~ li =---- l dV

= """'li. """'d'r

..1..

d'où RIV = 411"

l + cte.--r

- 12 -

Sur un sol homogène on peut écrire

RIV=--.

211'l-r

+ cte

VM=RI ç-l l ) VN=

RI ( l

21\ "MA" - ME 2li NA.

et ~VRI (_l_ l l l

= 21f - ME NA + NB)MA.

Si on injecte du courant entre deux points A et B, on constate qu'entre

deux autres points Met ~ existe une différence de potentiel V = VM- VN.

_1)NB

On en déduit les longueurs étant mesurées en mètres

ohms/mètre R=2-rr •. ·Vl l Jl

( Ma - RB

l

. 1. 1)- NA. -r ""'NB

Ainsi on mesure la résistivité d'un terrain homogène en se ser~

vant d'un quadripôle de forme et de dimension quelconque. Si le sous-sol

est hétérogène, on peut planter des électrodœet calculer la résistivité

dite '~apparente". Elle correspond à une résistivité moyenne. On se sert

généralement d'un quadripôle symétrique .AMNE aux électrodes alignées, le·

milieu 0 de .AB coïncidant avec celui de llJN. Les deux quadripôles les plus;.

employés sont le Wenner et le Schlumberger.

Dans le dispositif Wenner

.AM=:MN- AB

= NB = 3= a

d'où:

(R app) Wenner =b,V

lAB

III. B. 3. - Les mesures sont délicates et peuvent ~tre perturbées

(PAUTOT, 1969) par :

résistance au contact par polarisation des électrodes. Pour

la réduire il faut stabiliser l en plaçant une grande résis~

tance sur le circuit et en introduisant un courant aux deux

extrémités de la carotte.

../..

F=

- 13-

- effet Volta, caractéristique des corps et fonction de l'état

de surface.

- polarisation il semble exister entre les strates, une mince

couche à forte résistance.

- effet de parois : augmentation de la résistance apparente

dans le cas de parois trop proches des électrodes. A. partir

d'un diamètre de carottes de 10 centimètres, cet effet est

négligeable (environ 5 %).

Il est nécessaire d'effectuer des mesures sur les deux moitiés

de carotte et d'en prendre la moyenne respective. D'autre part, plus le

diamètre de la carotte est petit plus le Wenner doit être petit.

VI. C.2.d - ATKINS et coll. (1961), KERMABON (1969) défi-

nissent un facteur de formation tel que :

Re

Rw

avec "Re", la résistivité globale corrigée d'un facteur géométrique ""

et "Rw" la résistivité de l'eau interstitielle. d'où "Re = F Rw". Or

suivant la nature des sédiments il existe une relation linéaire entre

Re et Rw (KERMABON et coll. 1969). L'eau interstitielle est peu diffé- ".

rente de l'eau du fond (ICULLENBERG,· 1952), c'est pourquoi on peut faci-·

lement calculer Rw. L'effet électrique de la matrice est considéré comme

peu important.

aDe plus F = ----­m

navec n la porosité, cf courbes (p. 14)

III. B. 4. e - Aipsi des mesures rapides de résistivité in situ,

peuvent après étalonnage sur des carottes, donner dans une zone, les

valeurs de porosité des sédiments (cf. p. 15)

Les mesures doivent être faites à température constantè et

peu après les prélèvements car suivant les sédiments, l'eau diffuse

plus ou moins rapidement dans les carottes.

../..

Porosity &. Density of Deep-Sea Sediments

a) Inational funct ion: n. 144.8934(F. 0.7193)°·"'2

567

",

'0

b) Third degree polynomial:

n=-5.9021 F~40.0416 F~105.3899 F.171.2504

c) Fourth degree polynomial:

n. 2.4611 F~ 25.7247 F~ 97.1580 F~174.6992 F. 200.8948

Electrical formation factor

4' .L------~-_+I --------1I~-------+I--------ll___1 2 3 4 5

FIG. 13. Three curves plotted on a. set of points corresponding to 2500 mea.surements ma.de on 21 cores.

Kermabon 1969

----------~_-..-_------_._-'~

,. ~ ~ ...

. ,

• MoO 1" lOe 'M Il' ... '" ... IN ...-.~~

Fig.17. Porosity logs of a few cores taken in the northern part of the model zone.

2.00

Fii.18. Relationship belween wei density and porosily. Data from ten cores.

Mar/fie Geo/., 7 (1969) 129-14S

00 70 00Porosity ./. wet volume

'1.00 -+-.L....I-JI.......J-+--4.--L.--L....L-+-..J......L-..L..-~i-l.-.\,-1

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- 16 -

PliUTOT (1969) a mesuré in situ des valeurs inférieures à celles

obtenues en laboratoire ceci est dft au tassement et à l'évaporation dans

...

les carottes. BOYCE (1968), a, au contraire, calculé que la résistivité in

situ doit ~tre trois fois plus grande qu'en laboratoire. En effet, la tem­

pérature in situ étant plus basse, la couche ionisée autour de chaque particu­

le a une plus grande décroissance absolue de conductivité que l'eau inters- .

titielle.

On constate (p. 17) que les valeurs in situ de KERMA.BON sont à..peine supérieures à celles obtenues en laboratoire. Il serait intéressant

de connaître les limites de validité de cette formule.

III. C. - La masse spécifique·

C'est le rapport de la masse sur le volume d'un échantillon. On

mesure la masse spécifique sèche des sédiments déshydratés à nOQ , par pe­

sée, et avec un picnomètre à air. On constate que les valeurs (GREFFARD

1969, MORGAN 1969, KERMABON 1969) varient le plus souvent de 2,55 à 2,72 gram­

mes/centimètres cube. La masse 'spécifique humide donne des valeurs qui va­

rient plus largement de 1,30 à 2,23 grammes/centimètres cube. La volume

est mesuré soit à l'aide de la teneur en eau soit en fonction de la poussée

d'Archimède.

III. D. - La porosité. l'indice des vides

Ce sont des mesures du volume des vides d'un échantillon. Dans

un sédiment saturé d'eau le volume des vides est égal à la teneur en eau,

à condition qu'il n'y ait pas d'évaporation ni de pertes d'eau.

la porosité volume des vides %n= volume total

l'indice des videsvolume des vides %e = voifune des grains

Le volume des vides dépend de la granulométrie et de la géométrie

des assemblages. Cependant MORGAN (1969) n'a pu mettre en évidence une corré­

lationentre le classement et la porosité, uniquement entre la médiane et

la porosité. L'indice des vides est un indice de changement de volume d'où

de compaction.

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- 18 -

III. E. - Corrélations

Les différents paramètres ont été corrélés entre eux et avec la

6élérite du son dans les échantillons. BOUTIN et coll. (1969) ont observé

deux groupes de paramètres liés entre eux :

a) célérité, densité humide, porosité.

b) célérité, diamètre moyen, proportion de fraction-grossière.

Il existe une relation linéaire (NAFE and DRAKE 1966, BRES[J~U

1965, MORGAN 1969, ~WŒON 1969) entre la porosité et la densité humide.

La relation densité humide et diamètre moyen ou fraction grossière est com­

plexe. En effet elle doit dépendre de la forme, texture, adhérence des élé­

ments entre eux.

MORGAN (1969) ne trouve pas de relation entre le classement et la

porosité, la densité humide, le diamètre moyen, la densité sèche ni entre le

diamètre moyen et la densité sèche. Cependant la porosité change très len­

tement (GILLOT 1968) avec la taille des particules sableuses puis croit ra­

pidement dans les lutites.

III. F. - La perméabilité

C'est la pression d'eau interstitielle mesurée verticalement. Elle

peut parfois ~tre plus grande horizontalement dans le cas de couches imper­

méables. C'est un facteur important car les propriétés des argiles sont.

affectées par la vitesse avec laquelle un excès de pression hydrostatique

peut s'écouler.

On la détermine par le "coefficient de Darcy" dans la loi de

Darcy pour un échantillon saturé d'eau:

k=Q L

TO sh

avec k cm/sec, Qit le débit en cm' / sec, L la hauteur de l'échantillon en

cm, h la différence de niveau d'eau en cm et la section s en cm2 °

On mesure ainsi la perte de charge d'un échantillon sous une colon­

ne filtrante d'eau pendant un temps donné.

- 19 -

III. G. - Les indices de Plasticité

Les propriétés rhéologiques des argiles dépendent de la teneur

totale en eau et de l'énergie avec laquelle l'humidité est retenue; donc

suivant la nature sédimentaire elles' varient.

III.G.l - Les indices de plasticité sont des mesures de teneurs en

eau pour le~quelles le sédiment a une propriété bien déterminée. Dans ces

mesures, il faut éviter, un séchage de l'échantillon et ne l'humectèr qu'­

avec de l'eau distillée pour minimiser les échanges d'ions.

On distingue :

- La limite de rétrécissement : teneur en eau minimum pour laquelle aucune

variation du volume de l'échantillon ne se produit. Elle est peu utilisée

car elle nécessite un appareillage complexe.

- La limite de liquidité : teneur en eau mesurée suivant le procédé de la,"

coupelle d'Atterberg.

- La limite de plasticité : teneur en eau mesurée pour la confection de

boudins suivant la méthode d'Atterberg.

On en déduit l'indice de plasticité qui est le rapport de ces

deux dernières limites. Mac CLELLAND (1967) a trouvé des relations entre

cet indice et la masse spécifique, sèche ou humide.

III. G. 2. - L'activité des sédiments (SKEMPTON 1953) est le rapport

de l'indice de plasticité à la fraction sèche en pourcentage inférieure

à 2 microns. Il classe les sédiments en inactifs il <0,75

normaux 0,75 - 1,25

actifs :. A > 1,25

III. H. - La Cohésion

La cohésion est la force physico-chimique qui maintient réunies

les parties d'un m~me corps. Par suite de son hétérogénéité les pressions

peuvent ne pas être distribuées uniformément. Les structures, lors de la

compaction sont alors modifiées pour redistribuer les Charges.,

La loi de Coulomb représente le cas particulier dans la théorie

de Mohr où la déformation reste permanente par cisaillement :

..1. ·

- 20-

la force de cisaillement '(f = Ce +~ tg \f e

avec Ce cohésion effective qui ne dépend que' de la teneur en eau à la

rupture;

~ tension normale effective au plan de cisaillement ou~ =~ ù si

Çfest la tension normale et u la pression hydrostatique ;

lfangle.effectif de friction interne ou de résistance au cisaillement.

Lorsque lf e = 0 (vases molles) 1:f = Ce c'est-à-dire que la

cohésion effective est mesurée par la force de cisaillement. Dans les

sables Ce = O.

La force de cisaille!D-ent dépend de nombreux facteurs caracté­

ristiques de la nature physico-chimique du sédiment et de la méthode appli­

qu~e : test triaxial ou plus couramment test au scissomètre (vane shear

test) car le matériel des carottes est souvent peu consistant. Elle peut

être grossièrement estimée par des tests de pénétration (pénétromètre).

Dans ce dernier test on mesure la résistance en compression simple soit une

déformation due à un fluage du sédiment.

III. H. 1. - Le scissomètre mesure le couple de torsion nécessaire

pour avoir un cisaillement sur une surface cylindrique de l'échantillon.,

Les résultats sont comparatifs in situ et en laboratoire (GILLOT 1968)

si le sédiment n'est pas perturbé. Il faut prendre certaines précautions

pour introduire l'appareil dans le sédiment et opérer à une vitesse cons­

tante de rotation. Cependant la cassure est imposée et il est possible

que ce ne soit pas le plan de plus grande faiblesse.

BUCHAN (1967) utilise une aile de l, 'Zr cm2 ayant une rotation

constante de ~,2Q/sec. Si H et D sont la hauteur et le diam~tre de l'aile

en centimètre avec Mfonction du ressort utilisé on peut écrire

'-(f gr/cm2 = 1'f'=D'""2--'(~:-~-D=)~­3

=3M

avec H = D

La sensitivité s'obtient en répétant l'opération sur le sédiment perturbé.

sensitivité = !Cfl'1?2

../ ..

- 21 .-

Cette valeur peut être importante

argiles surconsolidées = insensitives

1\ normales 4 - 8

" à forte teneur en eau = très sensitives

La force de cisaillement décrott avec le diamètre médian des grains et

la densité humide.

III. H. 2. - Le pénétromètre est un appeœeil qui mesure l'enfonce­

ment d'un c~ne dans les sédiments. On obtient une valeur de la résis­

tance en compression simple reliable à la force de cisaillement suivant

la formule de HANSBO (1957)

gr/cm2 f =

avec k une constante fonction du pénétromètre, Q le poids du bras mo­

bile du pénétromètre en grammes, h la profondeur de pénétration en cen·· '.­

timètres.

Une commission suédoise a standardisé l'emploi des cenes

(poids) 100 gr

60 gr

10 gr

30Q

60Q

60Q

(angle du cene)

Les mesures sont plus reproductibles si le cône tombe en chute libre.

III. H. 3. - TERZAGHI et PECK (1948) ont établi le classement suivant

G f = 0 - 250 gr/cm2

250 ~- 1000 gr/cm2

1000 - 2000 gr/cm2

2000 - 4000 gr/cm2

4000 gr/cm2

très mou

mou

consistant

très consistant

extrêmement consistant

La cohésion des sédiments de la pente continentale (BRYANT

et coll.) est généralement plus forte que pour les sédiments du plateau

et de la plaine abyssale. Caéi serait dû à un rapport de dépet plus

faible et à une cimentation des grains.

.e".1 ••

- 22 -

III. 1. - La 6onsolidation

C'est le processus des changements de volume sous des Chan­

gements de pression avec une évacuation de l'eau'interstitielle.

Elle résulte de tests qui donnent une interprétation de la

théorie de la consolidation (TERZAGHI 1948, GILLOT 1968) qui est basée

sur l'étude des mécanismes de réduction d'indices des vides par char­

gement dans un sédiment saturé d'eau. Les hypothèses suivantes sont

admises :

- matéri&l saturé et homogène

- eau des pores et particules minérales incompressibles

- loi de Darcy valable

consolidation est une dimension mesurable et est due en­

tièrement àux variations de teneur en eau.

- le coefficient de perméabilité et celui de la consolidation

sont constants.

Or ces hypothèses sont parfois erronées.

Principe -(GILLOT 1968) lorsqu'une charge est appliquée à un sédiment

saturé elle est d'abord supportée par l'eau jusqu'à ce qu'une partie

de celle-ci ait été évacuée. L'excès de pression transitoire est

"l'excès de pression hydrostatique". La pression effective = charge

pression hydrostatique. La vitesse avec laquelle l'équilibre est

atteint est une fonction de la perméabilité.

Dans les argiles où la perméabilité est basse, le tassement

est lent.

Le test de consolidation est effectué sur des échantillons,

non modifiés au moyen d'un oedomètre.

réservoir d'eau Il ____-=======ïlJiTlmmn 111

récepteur d'eau

chargeéchantillonplaque poreuse

Les lectures se font à des temps croissants jusqu'à ce qu'il

s'établisse un équilibre entre la charge et l'indice des vides de la

structure sédimentaire. On obtient l'équation:

..1..

- 23-

'e = Cc log p + c

avec e indice des vides, Cc indice de compression, p la pression et

une constante c.

Sur un graphique on porte les variations de volumes ou bien

e en fonction de p. Pour un échantillon normalement consolidé on a

une droite où e et p varient. Pour un échantillon surconsolidé, e

reste relativement constant pour toute variation de p jusqu'à une

valeur égale à celle supportée auparavant.

On peut mettre en évidence dans les échantillons surconso­

lidés, la disparition d'une surcharge par érosion, glissement ou fu­

sion (glaciers quaternaires).

-> log pel Tf

log J! log p

Evolution d'un échantillon après disparitfon momentanée d'une partie' ..

de la charge.

L'indice de compression Cc est une mesure de la compressibi··

lité de l'échantillon. CJest la pente du segment linéaire.

Cc = (GILLOT 1968)

Cc =0,15 (argiles sableuses) et est supérieur à l (argiles colloïda­

les) (TERZAGHI 1955).

Le coefficient de consolidation Cv dépend de la perméabilité

et de l'épaisseur sédimentaire à travers laquelle le drainage se fait.

Il mesure le travail effectué en fonction de la vitesse de changement

de volume.

Cv.=kav

(1 + e)

avec k le coefficient de perméabilité, av le coefficient de compres­

sibilité et f e la masse spécifique de l'eau.

Cv décro!t pour les argiles normalement consolidées de-2 2/ ,-6 2 / ( )10 cm sec a 10 cm sec TERZAGHI 1955. •

.·1··

.'

- 24-

La valeur de la charge de préconsolidation est déduite des gra­

phiques c'est le point correspondant au maximum de courbure.

Le degré de consolidation d'un échantillon est représenté par

le rapport : variation de e après t donné / variation de e lorsque la

consolidation est complète. Le pourcentage de consolidation peut ~tre re­

présenté en fonction du logarithme du temps.

Les travaux de LEPNP...RDS and GIRAULT 1961 indiquent que le proces­

sus de consolidation est continu. Il faut noter que dans la nature le drai':"

nage peut ~tre horizontal.

III. J. - La Compaction

Le test de compaction tend à déterminer la teneur en eau optimum

à laquelle la fraction des vides d'un sol peut être réduite au minimum

(densité maximum) par un mécanisme de compactage. L'état de compaction peut­

être déterminé expérimentalement par un grand nombre de méthodes. Cette

valeur obtenue en laboratoire peut être différente en nature.

Les minéraux plats tendent à prendre une orientatio~ parallèle à

la pression mais il n'y a pas en général de corrélation systématique entre

la profondeur d'enfouissement et le degré d'orientation préférentielle

(MElillE 1964). Le degré d'orientation dépend donc surtout des conditions de.

sédimentation.

III. K. - Conclusion

Les propriétés physiques des sédiments non consolidés, rensei­

gnent d'une manière plus complète que la granulométrie seule, sur le sédi­

ment en tant que milieu et sur son évolution. Il est nécessaire de prendre

certaines précautions dans le prélèvement, l'ouvertur~ des carottes, et les

mesures pour éviter que les valeurs obtenues soient de l'ordre de l'erreuro

Les relations existantes entre la résistivité et certaines pro­

priétés physiques devraient permettre avec des sondes in situ de cartogra­

phier rapidement une région relativement homogène, si une correspondance

avec quelques carottes, seulement, a été établie.

..1. ·

..'~

..'

- 25 -

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